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Curso de OCEANOGRAFIA GERAL MÓDULO III Atenção: O material deste módulo está disponível apenas como parâmetro de estudos para este Programa de Educação Continuada, é proibida qualquer forma de comercialização do mesmo. Os créditos do conteúdo aqui contido são dados a seus respectivos autores descritos na Bibliografia Consultada. 1 2 66 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores MÓDULO III APRESENTAÇÃO Este módulo irá abordar os aspectos gerais da OCEANOGRAFIA FÍSICA. Esta área da oceanografia estuda a circulação oceânica e os processos envolvidos, a interação do oceano com a atmosfera e as massas de água no oceano, suas características e distribuição, além de como a energia do Sol, e daí o clima interagem com o mar. A oceanografia física recorre a modelos hidrodinâmicos para prever muitos desses processos. As principais características dos oceanos de interesse da oceanografia física são a temperatura, a pressão e a salinidade que irão determinar a densidade das massas de água. 1 2 67 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores SUMÁRIO 1 Temperatura 2 Salinidade 3 Pressão 4 Densidade 5 Circulação oceânica 5.1 Circulação oceânica superficial 5.2 Circulação oceânica profunda (termohalina) 6 Hidrodinâmica costeira 6.1 Ondas 6.2 Correntes costeiras 6.3 Marés 7 Bibliografia Consultada, dicas e links interessantes 1 2 OCEANOGRAFIA FÍSICA 1 Temperatura A temperatura é uma propriedade física que caracteriza o equilíbrio térmico de um sistema, e/ou o equilíbrio térmico de um sistema com outro, sendo medida em graus Celsius (ºC) no sistema internacional de unidades(SI). A superfície terrestre recebe energia solar de forma variável, de acordo com a latitude, devido a forma elipsóide da Terra. As baixas latitudes (região equatorial) recebem maior calor por unidade de área do que os pólos, devido ao ângulo da radiação solar incidente (Figura 1). Portanto a quantidade de energia que alcança todas as latitudes é a mesma, mas em regiões polares esta se espalha por uma área maior. A quantidade de calor por unidade de área recebida pelo equador é cerca de 1,5 a 2 vezes maior do que a recebida pelos pólos (Figura 2). Figura 1: Forma elipsóide da Terra, com indicação da incidência dos raios solares, e das zonas climáticas conforme a latitude. (Fonte: www.minerva.uevora.pt/). 68 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores 1 2 Figura 2: Fluxo médio da energia solar que chega a Terra (w/m3), em função da latitude. (Fonte: Soares, 2003). O sol tem temperatura superficial de 5.800ºC e irradia energia na forma de ondas eletromagnéticas em todas as direções. Apenas uma pequena fração do total da energia solar chega e é absorvida pela Terra. Do total emitido (100%), apenas a metade é absorvida pelo oceano, o restante é refletida por nuvens, atmosfera, etc (Figura 3). Figura 3: Balanço da radiação na atmosfera. (Fonte: Gill, 1982 apud Soares, 2003). 69 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores 1 2 A Terra recebe radiação solar na forma de ondas eletromagnéticas curtas, e re- emite a radiação na forma de ondas longas. Esta radiação re-emitida ocorre de forma mais homogênea em função da latitude, e é denominada de albedo superficial ou planetário. A diferença entre a energia recebida e re-emitida em função da latitude é chamado de balanço de radiação. Nas baixas latitudes este balanço é positivo e negativo nas altas latitudes. Devido ao equilíbrio térmico o calor é redistribuído das baixas para as altas latitudes pelo sistema de ventos na atmosfera e pelo sistema de correntes no oceano (correntes superficiais dirigidas pelo vento e correntes profundas dirigidas pela densidade). A temperatura da água do mar apresenta variabilidade tanto na escala vertical quanto horizontal, mas as variações horizontais são menores que as varições verticais. A variação horizontal da temperatura superficial dos oceanos apresenta zonação conforme a latitude, ou seja, formam-se linhas de mesma temperatura denominadas de isotermas (Figura 4). As temperaturas superficiais decrescem de 28 ºC em baixas latitudes para até -2ºC em altas latitudes. Nas regiões temperadas os gradientes são maiores do que nas regiões tropicais e polares. De forma geral a temperatura altera-se em média 0,5ºC para cada grau de latitude percorrido. Figura 4: Temperatura superficial do mar média para os oceanos globais. É possível observar a distribuição das isotermas conforme a latitude. Fonte: (Tomczak & Godfrey, 1994). 70 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores 1 2 71 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores Nas regiões costeiras, principalmente nos contornos oeste dos continentes, ocorre o fenômeno denominado de ressurgência (upwelling), que se caracteriza pelo afloramento de águas profundas, geralmente frias e ricas em nutrientes, para regiões menos profundas dos oceanos. A importância da ressurgência para diversas regiões do planeta pode ser verificada no Peru, que detêm uma das maiores produções de pescado no mundo graças à ação da ressurgência em sua costa. As áreas de ressurgência representam apenas 1% do oceano, porém suportam mais de 50% da produção pesqueira mundial. (Rodrigues, 1973). Na costa sudeste e sul do Brasil há duas regiões onde o fenômeno de ressurgência é tipicamente observado: em Cabo Frio (RJ) e junto ao Cabo de Santa Marta (SC). A distribuição vertical da temperatura na coluna de água geralmente decresce com a profundidade. É possível distinguir três regiões distintas ao longo da coluna de água: (1) zona de mistura: se prolonga até 200 m, possui temperaturas similares às da superfície do mar devido aos processos de mistura ocasionadas pela ação dos ventos, ondas e correntes; (2) zona de termoclina: ocorre entre 200 e 1000 metros, onde a temperatura diminui abruptamente com a profundidade; (3) zona profunda: onde a temperatura varia suavemente a partir de 1000 m até o fundo. Porém este padrão varia conforme a latitude, dividindo-se nas seguintes zonas: • Baixas latitudes: o Não existe grande variabilidade entre as estações do ano; o Apresenta camada de mistura superficial; o Possui termoclina permanente durante todo o ano; o As temperaturas típicas são 20 ºC na superfície, 8ºC a 500 m, 5ºC a 1.000 m e 2ºC a 4.000 m. 1 2 72 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores • Médias latitudes: o Grande variabilidade anual entre as estações de inverno e verão; o Termoclina sazonal: ocorre somente duranteo verão, pois aumenta a temperatura superficial e há menor mistura; o Durante o inverno ocorrem fortes ventos e correntes, além da ação de grandes ondas que causam a mistura. • Altas latitudes: o Não há termoclina; o Temperatura é praticamente uniforme ao longo da coluna de água; o Maior parte da superfície é recoberta por gelo durante o inverno. 2 Salinidade A medida da salinidade é de fundamental importância em estudos oceanográficos, pois variações no conteúdo de sal têm efeitos nos campos de densidades, além de auxiliar na identificação das massas de água (esses assuntos serão abordados futuramente). Em 1 quilograma de água do mar há em média 35 gramas de compostos dissolvidos, chamados sais inorgânicos, ou seja, 96,5% da água do mar é constituída de água pura e 3,5% de sais. A composição da água do mar é bastante diversa e contém a maioria dos elementos conhecidos, porém os elementos mais abundantes (conservativos) são apenas seis, e representam 99,28% do peso total do material dissolvido (Tabela 1), sendo que o sal mais abundante é o NaCl (sal de cozinha) que corresponde a 86%. A quantidade total de sais dissolvidos nos oceanos é estimada em 5x106 toneladas, esta quantidade seria capaz de cobrir a Terra com uma camada de 40 metros de espessura apenas de sais. 1 2 73 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores Tabela 1: Principais íons salinos da água do mar. Íons salinos Porcentagem do total dissolvido (%) Cloreto (Cl-1) 55,04 Sódio (Na) 30,61 Sulfato (S0-4) 7,68 Magnésio (Mg++) 3,69 Cálcio (Ca2+) 1,16 Potássio (K+) 1,10 A salinidade pode ser definida como o peso em gramas dos sais dissolvidos em 1 quilograma de água do mar. A salinidade pode ser expressa em “partes por mil” (o/oo ou ppt), por exemplo, 35o/oo corresponderia a 35 gramas de sal em um litro de água. Porém tem se adotado a utilização da salinidade sem unidade (adimencional), apenas o valor. Nesta apostila a salinidade será expressa sem unidade. Atualmente as determinações de salinidade são feitas de forma indireta, através da determinação da condutividade elétrica que depende da salinidade e da temperatura, com um instrumento denominado salinômetro. Uma característica importante da salinidade é que enquanto a concentração total de sais dissolvidos varia de lugar para lugar, a proporção ou razão entre eles permanece constante. Esta propriedade mostra que os oceanos tornaram-se bem misturados ao longo do tempo geológico. A maior importância desta propriedade para a oceanografia é que basta medir a concentração de um elemento conservativo (Tabela 1) que através de proporção é possível conhecer a concentração dos demais. Alguns locais específicos, devido ao aporte de água doce ou condições diferenciadas de circulação, a constância dos sais pode ser alterada como em baías fechadas, estuários, lagunas, fiordes. 1 2 Os principais fatores que controlam a salinidade são: (a) balanço entre evaporação e precipitação, que aumenta e diminui a concentração de sais na água respectivamente; (b) grau de mistura entre as águas superficiais e profundas. A forma como a água circula pelo sistema Terra-Atmosfera é através do Ciclo Hidrológico (Figura 5). A água está constantemente evaporando da superfície do mar e incrementado o conteúdo de vapor de água, a maior parte (90%) retorna aos oceanos na forma de chuva (precipitação). A Tabela 2 apresenta o tempo médio de permanência nos diferentes reservatórios. Figura 5: Ciclo Hidrológico. (Fonte: http://www.maenatureza.org.br). A distribuição superficial da salinidade também é zonal conforme a latitude, porém não tão claramente definido como a distribuição da temperatura. Na região superficial o controle da salinidade é determinado pelo balanço entre a precipitação e a evaporação. Na região equatorial a salinidade é menor, pois há maior precipitação e menor evaporação, pois nestas regiões ocorrem centros de baixa pressão atmosférica (ciclônicas) onde o ar quente se eleva provocando nuvens e chuvas. Nos trópicos a 74 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores 1 2 75 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores salinidade se eleva, pois a taxa de evaporação é alta, devido à ação de ventos constantes denominados de alísios, típicos da região. Além deste fato as regiões tropicais são centros de alta pressão (anticiclônica), onde ocorre o processo oposto das regiões equatoriais, ocasionando pouca precipitação. Já nos pólos a salinidade é menor devido o degelo das calotas polares (Figura 6). Tabela 2: Distribuição de água nos principais reservatórios e tempo médio de permanência. (Fonte: Teixeira et. al, 2001). Reservatório Volume (%) Tempo médio de permanência Oceanos 94 4.000 anos Geleiras e capas de gelo 2 10 – 1.000 anos Águas subterrâneas 4 2 semanas a 10.000 anos Lagos, rios, pântanos e reservatórios artificiais <0,01 2 semanas a 10 anos Umidade nos solos <0,01 2 semanas a 1 ano Biosfera <0,01 1 semana Atmosfera <0,01 ~10 dias 1 2 Figura 6: Salinidade superficial do mar média para os oceanos globais. Fonte: (Tomczak & Godfrey, 1994). A salinidade média do oceano aberto é 35 com variação entre os valores de 31 e 37, sendo que estes desvios ocorrem na superfície devido à evaporação, precipitação, degelo, aporte continental e mistura de massas de água. As regiões costeiras apresentam valores entre 32 e 35. Regiões específicas, com alta taxa de evaporação e/ou ambientes restritos, a salinidade é alta como Mar Vermelho (39), Mar Morto (81), Lagoa de Araruama no RJ (50). A distribuição vertical da salinidade em geral é mais alta na superfície e menor em direção ao fundo em latitudes médias e baixas, devido à evaporação. Já nas altas latitudes o padrão geralmente é oposto, com menores salinidades na superfície, devido ao degelo. 3 Pressão A pressão hidrostática é definida como a pressão exercida pelo peso da coluna d´água em um determinado ponto, portanto depende da profundidade e da densidade da água. A pressão aumenta praticamente linearmente com a profundidade nos oceanos, da 76 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores 1 2 77 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores seguinte forma: a pressão aumenta 1 atm (aproximadamente igual a 1000 mbar) a cada 10 metros de profunidade. Em oceanografia física normalmente o efeito da pressão na densidade pode ser ignorado, pois usualmente são comparadas massas de água em uma mesma profundidade ou na mesma variação de profundidade, ou seja, com mesma pressão hidrostática. Além disso a água é considerada um fluído praticamente incompreensível, apenas em casos específicos os efeitos da pressão são considerados sobre a densidade. 4 Densidade A densidade é um fator muito importante na oceanografia, pois diferenças na densidade produzem movimentos de águas, chamada de circulação termohalina. A densidade é definida como a relação entre a massa de qualquer substância e seu volume, a unidade mais utilizada é quilogramaspor metro cúbico (kg/m3) sendo representada pela letra grega ρ (rho). A densidade varia em função de mudanças na temperatura (T), salinidade (S) e pressão. Conforme descrito anteriormente, em oceanografia costuma-se desprezar os efeitos da pressão sobre a densidade. A temperatura e a salinidade são propriedades conservativas, desta forma é possível identificar diferentes massas de água através de combinações características de T e S, e ainda traçar seu caminho a partir da sua origem. De forma simplificada: a T e a S seriam as “identidades” das massas de água, pois cada massa de água possui a sua combinação específica de T e S. A temperatura e a salinidade controlam a densidade da água, que é a principal causa do movimento vertical nos oceanos (termohalina). Os movimentos horizontais são controlados principalmente pelo vento (este assunto será abordado futuramente no tópico de circulação oceânica). A densidade da água do mar estabelece a profundidade na qual a massa de água ficará estável (em equilíbrio) na coluna de água, com a mais densa no fundo e a menos densa na superfície, pela tendência do equilíbrio. De maneira geral a densidade é incrementada pelo aumento da salinidade e diminuição da temperatura. No oceano aberto a densidade é definida principalmente pela temperatura, pois a variação de 1 2 salinidade que ocorre no oceano aberto não tem efeitos suficientemente importantes para sobrepor-se ao efeito da temperatura na densidade. Portanto, de forma geral, águas com alta temperatura e conseqüentemente menor densidade são encontradas em camadas superficiais, já águas com baixa temperatura e alta densidade ocorrem em camadas mais profundas. Em zonas costeiras como estuários e lagoas, diferentemente do oceano profundo, é sempre a salinidade o principal fator controlador na determinação da densidade em todas as profundidades. A Figura 7 apresenta os efeitos da salinidade e da temperatura sobre a densidade. É possível observar que a relação entre a densidade e a salinidade é linear, enquanto que com a temperatura não. Figura 7: Variação da densidade em função da temperatura (a) e da salinidade (b). (Fonte: Haefner, 1996). * Não esqueça: ↑ salinidade e ↓ temperatura = ↑ densidade. 78 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores 1 2 A Figura 8 mostra perfís típicos dos parâmetros temperatura, salinidade e densidade nos oceanos. A região onde há um gradiente brusco (grande variação) de temperatura é denominado de termoclina, de salinidade é a haloclina e da densidade é a picnoclina. Estas regiões têm grande importância na distribuição dos organismos marinhos e funcionam como uma barreira para os mesmos. Este assunto será abordado futuramente na temática de oceanografia biológica. *IMPORTANTE: As três propriedades físicas da água mais importantes em oceanografia são: SALINIDADE, TEMPERATURA e DENSIDADE. Figura 8: Perfis típicos de temperatura (a), salinidade (b) e densidade (c) nos oceanos. (Fonte: Haefner, 1996). 5 Circulação oceânica A circulação oceânica pode ser dividida em dois componentes, a circulação superficial controlada principalmente pelo vento e a circulação profunda controlada pela densidade (termohalina). Ambas são primeiramente controladas pela energia solar. 79 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores 1 2 5.1 Circulação oceânica superficial Primeiramente para compreender a circulação oceânica superficial é necessário conhecer o comportamento do sistema de ventos na atmosfera. Na atmosfera existem sistemas relativamente permanentes, chamados de centros de alta pressão que ocorrem sobre os pólos e em latitudes tropicais, e os centros de baixa pressão que ocorrem nas regiões equatoriais e temperadas. Estes centros são causados por diferenças de temperatura, os centros de baixa pressão ocorrem quando o ar se aquece, diminui sua densidade e sobe. Já os centros de alta pressão ocorrem quando o ar se resfria, torna-se mais denso e desce (Figura 9). A diferença de pressão entre essas áreas (alta e baixa pressão) é denominado de gradiente de pressão atmosférica e gera o movimento horizontal do ar, ou seja, o vento. Desta forma criam-se os sistemas de vento na atmosfera terrestre. Figura 9: Representação esquemática de centros de alta pressão (AP) e baixa pressão (BP) atmosférica. A Terra é um sistema que está em rotação, então o ar que está em contato com ela também está em rotação. A rotação da Terra de oeste para leste gera o efeito de Coriolis, descrito inicialmente em 1835, pelo físico francês Gaspar Coriolis. Esta força atua em qualquer corpo em movimento sobre a superfície terrestre, inclusive no movimento do oceano e da atmosfera, provocando um desvio na sua trajetória para esquerda no Hemisfério Sul (HS) e para a direita no Hemisfério Norte (HN). Este efeito faz com que o ar ao se deslocar do equador em direção aos pólos sofra desvios na sua 80 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores 1 2 trajetória (para a direita no HN e para a esquerda no HS), formando os três sistemas gerais de ventos na atmosfera: (a) Célula de Hadley (entre 0º e 30º latitude); (b) Célula de Ferrel (entre 30 e 60º latitude); (c) Célula Polar (entre 60º e o pólo). De forma geral este sistema funciona da seguinte forma: o ar se aquece no equador, sobe e vai em direção às maiores latitudes, nesta trajetória vai se resfriando e desce em torno o dos 30º de latitude. Parte deste ar completa o giro e retorna para o equador (Célula de Hadley); outra porção continua em direção às maiores latitudes. Estes ventos formam uma nova célula de circulação (Célula de Ferrel) ao subirem novamente devido a uma região de baixa pressão aos 60º de latitude. Uma porção deste ar retorna ao equador e o restante segue em direção aos pólos formando a Célula Polar. Na região polar o ar desce retornando em direção ao equador. A Figura 10 apresenta as três células de circulação atmosférica descritas anteriormente, assim como a localização dos centros de alta e baixa pressão. Figura 10: Células de circulação atmosférica em torno da Terra. Este sistema de ventos na atmosfera, descrito anteriormente, gera fricção na superfície do mar e controla as principais correntes superficiais marinhas. A explicação para o efeito do vento sobre a superfície marinha foi formulada pelo físico alemão, V. W. Ekman em 1890. O transporte de Ekman exemplifica a ação do vento na superfície marinha, onde a direção da corrente superficial é de 45º em relação à direção do vento, e 81 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores 1 2 82 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores que os outros estratos inferiores do oceano obedecem a uma ordem espiral a partir deste ângulo. Quando o vento sopra sobre a superfície do oceano ocorre uma transferência de energia para as camadas de água superficiais. Parte desta energia é utilizada para gerar as correntes oceânicas superficiais. Em cada uma destas camadas a velocidade vai progressivamente diminuindo pela fricção entre as moléculas de água e, devido aofenômeno de Coriolis, vai também alterando a sua direção. Em geral as correntes superficiais movem-se a cerca de 2% da velocidade do vento que as originam (Guimarães e Marone, 1996). O fenômeno de ressurgência costeira, abordado anteriormente (tópico sobre temperatura), é ocasionado principalmente pelo fenômeno de Coriolis e o transporte de Ekman. As correntes superficiais marinhas estão entre os primeiros fenômenos oceanográficos estudados, devido a sua importância para a navegação comercial. Hoje em dia, praticamente todas as maiores correntes superficiais são bem conhecidas (Figura 11). O sistema de correntes superficiais marinhas é resultado não apenas da fricção do vento, mas também da geometria do fundo oceânico, do movimento de rotação da Terra e das massas continentais. Este sistema não é constante e apresenta variabilidade em intensidades e direções em função do tempo. A circulação geral no Oceano Atlântico Sudoeste é caracterizada pelo fluxo da Corrente do Brasil (CB), de origem tropical, em direção ao pólo sul, e pelo fluxo oposto da Corrente das Malvinas (CM), de origem subantártica (Legeckis & Gordon, 1982). A CB constitui a corrente de contorno oeste do Atlântico Sul, e origina-se pela bifurcação da Corrente Sul Equatorial (~10ºS). Esta flui, então, para sul como uma corrente superficial rasa, praticamente confinada entre a borda externa da plataforma e o talude continental (Castro, 1996). A CB carrega águas quentes e oligotróficas em direção às altas latitudes, acompanhando a linha de quebra da plataforma continental até aproximadamente 36ºS. Nesta latitude a CB encontra-se com a CM criando uma das regiões mais energéticas da Terra, com fortes gradientes térmicos, conhecida como Convergência Subtropical. A Figura 12 apresenta em destaque a circulação superficial do Atlântico Sul. 1 2 Figura 11: Principais correntes superficiais oceânicas e as maiores regiões de convergência (linha interrompida), onde CA = convergência ártica, CS = convergência subtropical, CT = convergência tropical e CN. Fonte: http://cursos.unisanta.br/. Figura 12: Representação esquemática da circulação superficial do Atlântico Sul. Fonte: Adaptado de Tomczak & Godfrey, 1994. 83 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores 1 2 84 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores As correntes oceânicas que transportam maiores volumes de água são a corrente do Golfo (CG) e a Circumpolar Antártica. A Corrente o Brasil (CB) é considerada uma corrente fraca em relação à CG, estimativas indicam que a CB transporte em torno de 20 milhões de metros cúbicos por segundo, já a CG pode transportar até 150 milhões de metros cúbicos por segundo (Domingues, 1997). Apenas para comparação, o rio Amazonas, maior rio do mundo, transporta apenas 225 mil metros cúbicos por segundo. 5.2 Circulação oceânica profunda (termohalina) A circulação de oceano profundo é denominada de termohalina, pois é controlada pelas diferenças de temperatura (termo) e salinidade (halina) da água, resultando em variações de densidade, que resulta em um movimento vertical, responsável pela circulação oceânica profunda. Têm como origem a fusão das calotas polares, estas águas mais frias e densas que lentamente afundam e fluem em direção ao equador. A velocidade das correntes termohalinas é muito pequena, de cerca de 1 centímetro por segundo. Porém a circulação termohalina tem grande importância, pois é o principal processo pelo qual as águas abissais (a mais de 700 m) têm suas propriedades renovadas. Além disso, apresenta um fluxo intenso o suficiente para promover a erosão de fundos marinhos e a redistribuição de sedimentos depositados, portanto a circulação termohalina controla a deposição de partículas no fundo oceânico. Os sistemas de circulação superficial e profundo dos oceanos estão interligados, pois as correntes superficiais que caminham para as altas latitudes ao chegarem lá se resfriam, afundam e retornam em direção às baixas latitudes quando então afloram e o ciclo recomeça. A circulação oceânica desempenha um papel fundamental no clima do planeta, pois são responsáveis pela transferência e redistribuição do calor, agindo como regulador do clima global. 1 2 6 Hidrodinâmica costeira Nas áreas costeiras e plataformas continentais três processos hidrodinâmicos têm papel fundamental nos mecanismos de erosão, transporte e deposição de sedimentos, portanto são responsáveis pelas modificações da linha de costa, estes processos físicos são: ondas, marés e correntes costeiras. 6.1 Ondas As ondas marinhas que são conhecidas como ondas de gravidade são formadas pela ação do vento na superfície marinha, que transfere energia para a superfície da água. A maior parte da energia transmitida resulta em ondas, muito embora uma pequena parte desta energia seja transformada em correntes marinhas (~2%). Os principais parâmetros que caracterizam uma onda são (Figura 13): Figura 13: Representação esquemática da onda. 85 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores 1 2 86 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores Crista = parte mais alta da onda; Cavado = parte mais baixa da onda; L = comprimento de onda = distância entre duas cristas ou cavas consecutivas; T = período da onda = intervalo de tempo necessário para uma crista percorrer uma distância igual a um comprimento de onda; H = altura da onda = distância entre uma crista e um cavado consecutivos; η = deslocamento da superfície livre em relação ao nível médio; d = profundidade local; σ = 2π/T = freqüência angular da onda; é o número de ondas que passam pelo ponto em um segundo. k = 2 π /L = número de onda; C = L/T = σ/k = celeridade da onda = relação entre o comprimento de onda e o período; d/L = profundidade relativa; δ = H/L = esbeltez. Dá uma idéia da inclinação da onda. α = direção de proveniência da onda. Ordem de grandeza dos principais parâmetros: H - pode alcançar grandes valores, chegando a 20 metros. L - depende do período, podendo chegar aos 600 metros. T - comumente entre 3 e 7 segundos, pode alcançar até 20 segundos. δ - teoricamente alcançaria no máximo 14%, na natureza raramente ultrapassa 10%. 1 2 O tamanho da onda em águas profundas é ditado não só pela velocidade do vento, mas também pela duração do vento e pela pista na qual o vento atua. As ondas de gravidade são formadas nas denominadas zonas de geração, onde o vento está soprando e atuando diretamente sobre a superfície do mar, a sua aparência é de uma confusão total, com a forma das ondas variando constantemente. Estas ondulações que estão sob ação direta do vento são denominadas de vagas ou ondas de vento. Quando as ondas se distanciam da zona de geração, sua aparência começa a se tornar mais ordenada, com cristas e cavados melhor definidos. Estas ondas chamadas ondulações, podem viajar centenas de quilômetros antes de se dissipar a energia que as mantém. A onda não transporta massa e sim energia. O comportamento descrito por partículas durante a passagem de uma onda é um movimento orbital, quase circular, que diminui de diâmetrocom a profundidade. A profundidade máxima que a onda movimenta água equivale à metade do comprimento de onda, onde o diâmetro orbital é 25 vezes menor do que na superfície (Figura 14), abaixo desta profundidade não haverá mais movimento orbital de partículas. Esta profundidade é considerada como o limite exterior da plataforma continental interna, sendo também denominada nível de base das ondas. Figura 14: Representação das órbitas que descrevem as partículas de água ao passar a onda. Fonte: http://cursos.unisanta.br/oceanografia. À medida que as ondas geradas em mar aberto se propagam em direção às áreas mais rasas elas passam a sofrer processos de modificação, devido à interação com o fundo marinho. As ondas podem ser classificadas conforme a profundidade relativa nos seguintes tipos (Tabela 3): 87 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores 1 2 Tabela 3: Classificação relativa das ondas de gravidade, em função da profundidade local (d) e do comprimento de onda (L), profundidade relativa. Em cada um destes ambientes descritos acima, o movimento orbital das partículas de água também são modificados (Figura 15). Figura 15: Representação dos movimentos orbitais em águas profundas (AP); águas intermediárias (AI) e águas rasas (AR). Ao atingir profundidades menores que 1/25 do seu comprimento de onda, a diminuição das velocidades orbitais, junto ao fundo, em comparação a superfície, faz com que a onda perca o equilíbrio e ocorra a arrebentação ou rebentação. Um critério de rebentação normalmente utilizado é 3,2<= oL H tgβε onde: 88 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores 1 2 89 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores tg β é a declividade do fundo, H é a altura da onda incidente, Lo comprimento da onda em águas profundas. Podemos distinguir três tipos principais de rebentação, definidos pela forma e energia das ondas incidentes e pela topografia da zona costeira na qual a onde incide: - deslizante - (ε < 0,4); - mergulhante - (0,4 < ε < 2); - frontal - ocorre para fortes declividades do fundo, (2 < ε < 2,3). O tipo deslizante (spilling em inglês) aparece quando a crista durante a propagação da onda se torna instável e desmorona pela face dianteira da onda, formando uma frente irregular espumante. Ocorre tipicamente em praias planas onde a onda quebra-se lentamente a partir da crista, dissipando sua energia por grandes distâncias ao se aproximar da praia. O tipo mergulhante (plunging), ocorre quando a crista da onda se curva para frente, tombando sobre a base da onda, aprisionando uma bolsa de ar, produzindo um ruído surdo. É o tipo de onda preferida dos surfistas, pois forma o chamado tubo. Ocorre tipicamente em praias de topografia intermediária. O tipo frontal (surging) se produz quando a crista permanece intacta, avançando juntamente com a base da onda em direção à praia, com o aparecimento de pequenas espumas junto à base. Ocorre em praias muito inclinadas, onde a onda não se quebra até alcançar a praia. A quebra da onda ocorre diretamente sobre a praia. Na Figura 16 estão representados esquematicamente os três tipos principais de rebentação de ondas. 1 2 Figura 16: Tipos de rebentação de ondas. Na Figura 17 são apresentadas fotografias de dois tipos de rebentação de ondas. Como o objetivo desta apostila é fornecer uma visão geral da oceanografia, os assuntos não são abordados detalhadamente. Há informações sobre ondas suficientes para constituir um curso separadamente. Portanto aspectos importantes não serão abordados como: refração, difração, reflexão, as equações da teoria das ondas, previsão de ondas, etc. Porém com o conteúdo fornecido é possível ter uma visão geral sobre as ondas de gravidade no oceano. 90 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores 1 2 a) b) Figura 17: Rebentação deslizante (a); rebentação mergulhante (b). Fonte: http://cursos.unisanta.br/oceanografia. 6.2 Correntes costeiras O transporte sedimentar que ocorre no litoral é devido ao conjunto dos agentes dinâmicos (ondas, correntes e ventos) e pode ser estudado separadamente. O transporte devido às ondas e às correntes associadas a elas são os mais intensos. O transporte por correntes geradas pela ação das ondas pode ser decomposto em: 91 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores 1 2 92 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores • transporte longitudinal – transporte de sedimentos que ocorre na zona de rebentação, devido à incidência oblíqua das ondas, ao longo da praia. Desenvolve-se entre a praia e a zona de arrebentação uma corrente paralela à costa, normalmente entre 0,3 e 1 m/s. Este processo também é conhecido como deriva litorânea. • transporte transversal – transporte de sedimentos que ocorre ao longo do perfil praial, seja no sentido mar/praia ou praia/mar. O transporte transversal também ocorre em pontos localizados, pelas correntes de retorno. Este processo ocorre pelo fluxo e refluxo das ondas. Nos locais onde se localizam as correntes de retorno formam-se canais com vigorosas correntes, que são locais de risco para banhistas, pois “puxam” em direção ao mar. Estas correntes são responsáveis pelo transporte de material ao longo da costa, a partir de uma fonte, como um rio, por exemplo. Estas correntes costeiras (longitudinal e transversal) são os principais mecanismos da circulação responsáveis pela manutenção da estabilidade e equilíbrio dos ambientes costeiros. 6.3 Marés Maré é o nome dado às oscilações verticais periódicas do nível do mar, resultantes da atração gravitacional exercida pela Lua sobre a Terra e, em menor escala, da atração gravitacional exercida pelo Sol sobre a Terra. Assim como por forças centrífugas geradas pelos movimentos de rotação em torno do centro de massa do sistema sol-terra-lua, localizado no interior da Terra. As marés são as ondas mais longas do oceano, possuem períodos de 12 e 24 horas e comprimentos de onda que podem alcançar a circunferência do Equador. As águas normalmente sobem e descem uma ou duas vezes por dia (marés diurnas ou semi-diurnas). O momento em que o nível do mar atinge seu máximo se chama preamar (maré alta), e o mínimo, baixamar (maré baixa). A amplitude das marés pode variar de alguns centímetros a mais de dez metros. As regiões são classificadas conforme a diferença entre a preamar e a baixa-mar (range da maré) 1 2 93 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores em: (a) macro-maré: com variação de maré superior a 4 metros; (b) meso-maré: variações entre 2 e 4 metros; (c) micro-marés: marés inferiores a 2 metros. Ao longo de um mês lunar ocorrem variações periódicas do “range da maré”. Períodos onde o range de maré é máximo são denominados maré desizígia e ocorrem em intervalos de cerca de duas semanas, assim como os períodos de range mínimo ou quadraturas, sendo que os últimos ocorrem cerca de uma semana após os primeiros. As marés de sizígia ocorrem quando a Lua e o Sol estão em conjunção (Lua Nova) ou em oposição (Lua Cheia), neste caso as forças geradoras de maré, tanto do Sol quanto da Lua estão atuando na mesma direção e a maré de equilíbrio solar e lunar coincidem. Já nas marés de quadratura a Terra, a Lua e o Sol formam um ângulo reto. As marés lunares e solares estão, neste caso, defasadas de 90°. Por isso as variações de maré não são muito acentuadas (a baixamar não é mínima e a preamar não é máxima). As marés de quadratura ocorrem em situações de Lua minguante e crescente. A Figura 18 ilustra as variações da maré ao longo de um mês lunar. As marés são classificadas em três tipos pela freqüência com que ocorrem e simetria de sua curva: (a) maré semi-diurna: ocorrem duas preamares e duas baixa-mares em um dia lunar (24h 50 min.), é o tipo de maré mais comum; (b) maré diurna: ocorrem apenas uma preamar e uma baixa-mar aproximadamente iguais a cada dia lunar; (c) maré mista: normalmente ocorrem duas preamares e duas baixa-mares com grande diferença de altura entre as mesmas (DYER, 1997). A maior parte do litoral brasileiro, do estado de Alagoas ao Rio Grande do Sul, apresenta amplitudes de marés inferiores a 2 metros (micromarés). Amplitudes superiores a 4 metros (macromarés) ocorrem apenas no estado do Maranhão, em parte do Pará (Salinópolis) e no litoral sul do Cabo Norte (Amapá). Nestes locais as correntes de marés possuem capacidade para modificar a morfologia da linha de costa e da plataforma continental interna. O restante do litoral e alguns trechos do litoral da Bahia e Sergipe apresentam mesomarés com amplitudes entre 2 e 4 m (Tessler & Goya, 2005). 1 2 Figura 18: Marés ao longo de um mês lunar. (a) e (c) maré de sizígia; (b) e (d) maré de quadratura. Fonte: Franco, 1981. As previsões de maré são realizadas baseadas nas medições obtidas por um marégrafo através de uma técnica chamada de análise harmônica pode-se descrever o efeito combinado dos mais de 70 constituintes da maré, com períodos que vão de 12 h há 1600 anos. Quanto maiores forem as séries temporais, ou seja, mais tempo o marégrafo ficar coletando dado, melhor será a caracterização das marés. As tábuas de maré para muitas regiões do Brasil (principais portos, ilhas oceânicas e barras) são disponibilizadas 94 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores 1 2 95 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores diariamente pela Diretoria de Hidrografia e Navegação (DHN), através do site: http://www.mar.mil.br/dhn/chm/tabuas. Os dados dos marégrafos podem ser usados para: descrever as características da maré; fazer previsões; analisar ressacas causadas por tufões e furacões; determinar variações sazonais no nível da água, causados por variações de temperatura e eventos de escoamento de água doce; e medições da tendência local de variações do nível do mar de longo período (Guimarões e Marone, 1996). As marés também exercem importante papel na configuração e dinâmica de todas as desembocaduras fluviais, em ambientes conhecidos como estuários. 1 2 96 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores BIBLIOGRAFIA CONSULTADA; • Dicas e links interessantes. CASTRO, B. M. Correntes e massas de água da plataforma continental norte de São Paulo. São Paulo, 248p. Tese (Livre Docência) – Instituto Oceanográfico, Universidade de São Paulo, 1996. DOMINGUES, C.M. Aspectos da Circulação Superficial do Atlântico Sul Ocidental revelados por imagens seqüenciais do sensor AVHRR/NOAA. Dissertação de mestrado. Univ. do Rio Grande, Rio Grande – RS, Brasil, 1997. Dyer, K.R. Estuaries: a Physical Introduction. 2. Ed. Chichester: Wiley, 1997. 195p. Franco, A.S. 1981. Tides: Fundamentals, Analysis and Prediction. São Paulo, Instituto de Pesquisas Tecnológicas. 232 p. Guimarães, M. R. F.; Marone, E. Oceanografia Física com ênfase em ambientes estuarinos. (Apostila de curso). 1996. Haefner, P. A. Exploring Marine Biology. Heath and Company, Lexington. 1996. 231 pp. Legeckis, R. & Gordon, A.L. Satellite observations of the Brazil and Falkland currents - 1975 to 1976 and 1978. Deep-Sea Research, 29:375-401, 1982. 1 2 97 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores Rodrigues, R.F. Upwelling at Cabo Frio (Brazil). Dissertação de Mestrado, Naval Posgraduate School Monterray, Califórnia. 1973. 89p. Soares, I. Dinâmica dos oceanos. Notas de aula do curso de graduação na FURG. 2003. Teixeira, W.; Toledo, M. C. M.; Fairchild, T. R. & Taioli, F. Decifrando a Terra. Oficina de Textos, São Paulo. 2001. 558 p. Tessler, M. G.; Cazzoli Y Goya, S. Processos costeiros condicionantes do litoral brasileiro. Revista do Departamento de Geografia (USP), v. 17, p. 11-23, 2005. Tomczak, M. & Godfrey, S. J. Regional Oceanography: an Introduction. Pergamon Press, New York .1994, 422 p.p. A maioria dos livros, específicos de oceanografia física são em inglês, se deseja se aprofundar no assunto, abaixo estão relacionados alguns: APEL, J. R. Principles of Ocean Physics. New York, Academic Press, 1987. DEFANT, A. Physical Oceanography. Vol. 1 e 2, New York, MacMillan, 1961. PICKARD, G.L.; Emery, W.J. Descriptive physical oceanography: an introduction. 5 ed, New York: Pergamon Press, 1990. 1 2 98 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores Em português, livros que tratem apenas de oceanografia física são poucos, a seguir são citados alguns que são específicos desta área ou que abordam o assunto: HOEFEL, F. G. Morfodinamica de Praias Arenosas Oceânicas: Uma Revisão Bibliográfica. 1. ed. Itajai: Editora da Univali, 1998. 92 p. LITTLEPAGE, J. Oceanografia. Editora da Univ. Federal do Sergipe. 1998. MIRANDA, L. B.; Castro, B. M.; Kjerfve, B. Princípios de oceanografia física de estuários. São Paulo, Edusp. 2002. 414p. Pickard, G. L. Oceanografia Física descritiva: uma introdução. BRJ/Fund. de Estudos do Mar, Rio de Janeiro, 1968. 180 p. SOUZA, R. B. Oceanografia por Satélites. 1. ed. São Paulo: Oficina de Textos, 2005. ROSSI-WONGTSCHOWSKI, C. L. D. B.; Madureira, L. S. P. O Ambiente Oceanográfico da plataforma continental e do talude na Região Sudeste-Sul do Brasil. 1. ed. São Paulo: Editora da Universidade de São Paulo, 2006. 466 p. A leitura dos seguintes textos é muito interessante: Turekian, K. K. 1996. Oceanos. Cap. 5: A dinâmica dos oceanos. Ed. Edgard Blücher, São Paulo, p. 97-112. 1 2 99 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores Suguio, K. et al. 1985. Flutuações do nível relativo do mar durante o Quaternário Superior ao longo do litoral brasileiro e suas implicações na sedimentaçãocosteira. Revista Brasileira de Geociências, 15 (4): 273-286. Há diversos links interessantes que abordam a temática de oceanografia física: Os seguintes livros estão disponíveis na internet (grátis!), confira: Tomczak, M. 2004. Uma Introdução à Oceanografia Física - (Flinders University, Australia). http://www.lei.furg.br/ocfis/mattom/IntroOc/por/index.html; Stewart, R. 2004. Introduction to Physical Oceanography (Texas A&M University, EUA) http://oceanworld.tamu.edu/resources/ocng_textbook/PDF_files/book_ df_files.html; Marshall, J. & Plumb, A. 2003 (Massachusetts Institute of Technology - MIT, EUA) http://paoc.mit.edu/labweb/notes/notes_03.htm Links interessantes: www.cptec.inpe.br. - Previsão de ondas para diversas cidades litorâneas, Tábua de Marés, Meteogramas, e muito mais; http://www.mares.io.usp.br/. - Laboratório de Marés e Processos Temporais Oceânicos Instituto Oceanográfico da USP, com diversas fotos e informações; 1 2 100 Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos autores http://www.mar.mil.br/dhn/chm/tabuas/index.htm. - Tábuas de marés disponibilizadas pela DHN; http://www.ocfis.furg.br/. – Laboratório de Oceanografia Física da FURG, com informações sobre as pesquisas desenvolvidas, publicações, professores, etc.; http://lado.io.usp.br/#. - Laboratório de Dinâmica Oceânica da USP, com monografias, teses e dissertações disponíveis em pdf. http://www.oceanica.ufrj.br/. – Engenharia Naval e Oceânica. COPPE/UFRJ, muitas informações sobre projetos, especializações, apostilas, programas computacionais. http://www.co-ops.nos.noaa.gov/about2.html#ABOUT. – NOAA, informações sobre marés. http://oceancolor.gsfc.nasa.gov/. OceanColor Home Page. Dados disponíveis de sensores orbitais (MODIS, SeaWIFS), galeria de imagens, aplicações do sensoriamento remoto na oceanografia. ---------------FIM DO MÓDULO III--------------- 1 Temperatura 2 Salinidade 3 Pressão 4 Densidade 5 Circulação oceânica 5.1 Circulação oceânica superficial 5.2 Circulação oceânica profunda (termohalina) 6 Hidrodinâmica costeira 6.1 Ondas 6.2 Correntes costeiras 6.3 Marés BIBLIOGRAFIA CONSULTADA; Dicas e links interessantes.
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